水文地質(zhì)基礎(chǔ)知識

水文地質(zhì)基礎(chǔ)知識一、自然界水循環(huán) 二、地下水賦存條件 三、含水層與隔水層 四、蓄水構(gòu)造 五、含水層的埋藏條件 六、地下水的補給、排泄與逕流 七、地下水運動的基本定律 一、自然界水循環(huán)地球上的水，以氣態(tài)、液態(tài)、和固態(tài)三種形態(tài)存在于大氣圈、水圈、巖石圈及生物圈中。地球上水的總量約為15億km3。其中絕大部分（約13.7億km3）儲存于海洋中,河流湖泊中的水約75.12萬km3,地面以下17km以內(nèi)地下水的總量約為841.7萬km3,其中約有50%以上儲存于地面以下1km的范圍內(nèi)。在太陽熱能及重力作用下，地球上的水由水圈進入大氣圈，經(jīng)過巖石圈表層及生物圈再返回水圈，如此循環(huán)不已。水循環(huán)的上限可達地面以上16km的高度，即大氣的對流層，下限可達地面以下平均2km左右的深度，即地殼中空隙比較發(fā)育的部分。二、地下水賦存條件（一）巖石中的空隙地下水賦存于巖石空隙中，巖石空隙既是地下水的儲容場所，又是地下水的運動通道?？障兜亩嗌?、大小、連通情況及分布規(guī)律，決定著地下水分布與運動的特點。將空隙作為地下水的儲容場所與運動通道研究時，可以分為三類，即：松散巖類中的孔隙、堅硬巖石中的裂隙、易溶巖石中的溶穴與溶蝕裂隙。1.孔隙松散巖類由大大小小的顆粒組成，在顆?；蝾w粒的集合體之間存在著相互連通的空隙，因是小孔狀，稱作孔隙。2.裂隙固結(jié)的堅硬巖石，包括沉積巖、巖漿巖與變質(zhì)巖。其中不存在或很少存在顆粒之間的孔隙，巖石中主要存在各種成因的裂隙，即成巖裂隙、構(gòu)造裂隙與風化裂隙。3.溶穴與溶蝕裂隙易溶的沉積巖，如巖鹽、石膏、石灰?guī)r、白云巖等，由于地下水對裂隙面的溶蝕而成溶蝕裂隙，進一步溶蝕便形成空洞就是溶穴或稱溶洞。衡量巖石中空隙發(fā)育程度的指標是空隙度，對應(yīng)以上三種空隙分別稱孔隙率、裂隙率和巖溶率。雖然三者都是說的巖石中空隙所占整體巖石的體積比，但在實際意義上區(qū)別很大：松散巖類空間上顆粒變化較小，而且通常是漸次遞變的，因此，對某一類巖性所測得的孔隙率有較好的代表性，可以適用于一個相當大的范圍；堅硬巖石中的裂隙，受巖性及應(yīng)力的控制，一般發(fā)育很不均勻，某一處測得的裂隙率只能代表一個特定部位的情況，適用范圍有限；巖溶發(fā)育一般不均勻，利用現(xiàn)有的辦法，實際上很難測得能夠說明某一巖層巖溶發(fā)育程度的巖溶率。即使求得了某一巖層的平均巖溶率，也仍然不能代表真實的巖溶發(fā)育情況。因此，巖溶率的測定方法及其意義，都不值得進一步探討。巖石空隙的發(fā)育程度，實際上遠比上面所討論的復(fù)雜。例如：松散巖類固然主要發(fā)育孔隙，但某些粘性土失水干縮后可以產(chǎn)生裂隙，這些裂隙的水文地質(zhì)意義往往超過其原有的孔隙；成巖程度不高的沉積巖，往往既有裂隙又有孔隙；易溶巖在同一巖層的不同部位，由于溶蝕強度不均一，有的部分主要發(fā)育裂隙，有的部分主要發(fā)育溶穴。因此，進行工作時必須從實際出發(fā)，分析空隙的形成原因及控制因素，弄清其發(fā)育規(guī)律。只有這樣，才有利于分析地下水的儲存與運動條件。(二)巖石中水的存在形式巖石中存在著各種形式的水。存在于巖石空隙中的有結(jié)合水、重力水及毛細水，另外還有氣態(tài)水和固態(tài)水。組成巖石的礦物中則有礦物結(jié)晶水。1.結(jié)合水松散巖類的顆粒表面及堅硬巖石的裂隙壁面均帶有電荷，水分子受靜電作用在固體表面受到強大的吸力，排列較緊密，隨著距離增大，吸力逐漸減弱，水分子排列漸為稀疏。受到固體表面的吸力大于其自身重力的那部分水便是結(jié)合水。結(jié)合水被束縛在固體表面，不能在重力作用下自由運動。2.重力水距離固體表面更遠的那部分水分子，重力影響大于固相表面的吸引力，因而能在自身重力作用下自由運動，這部分水就是重力水。3.毛細水松散巖類中細小孔隙通道可構(gòu)成毛細管。在毛細力的作用下，地下水沿著細小孔隙上升到一定高度，這種既受重力又受毛細力作用的水，稱為毛細水。毛細水廣泛存在于地下水面以上的包氣帶中。（三）與地下水儲容、運移有關(guān)的巖石性質(zhì)1.空隙的大小當空隙足夠大時，空隙中既有結(jié)合水又有重力水；微細的空隙，若顆粒間距小于結(jié)合水厚度的兩倍，空隙中便全部充滿結(jié)合水，而不存在重力水。在粘性土的微細孔隙及基巖的閉合裂隙中，幾乎全部充滿著結(jié)合水。而砂礫石、具有寬大張開裂隙及溶穴的巖層中，幾乎全是重力水，結(jié)合水的量微不足道。2.容水度即巖石中所能容納的最大的水的體積與溶水巖石體積之比，以小數(shù)或百分數(shù)表示。顯然，在數(shù)值上溶水度與孔隙率、裂隙率、巖溶率相等。但是，對于膨脹性的粘土來說，充水后體積擴大，容水度可以大于孔隙度。3.持水度飽水巖石在重力作用下釋水時，一部分水從空隙中流出，另一部分水以結(jié)合水、觸點毛細水的形式保持于空隙中。持水度是指受重力影響釋水后巖石仍能保持的水的體積與巖石體積之比。巖石空隙比表面積越大，結(jié)合水含量就越大，持水度也越大。顆粒細小的粘性土比表面積很大，有時其持水度可以等于容水度，即沒有重力水給出；中、粗砂的持水度較??；具有寬大張開裂隙與溶穴的巖石，持水度是微不足道的。4.給水度飽水巖石在重力作用下釋出的水的體積與巖石體積之比。給水度在數(shù)值上等于容水度減去持水度。粗顆粒大空隙的巖石給水度接近容水度；粘性土及微細裂隙的巖石的給水度很小或等于零（見表4-1）。表4-1常見松散巖類的孔隙度與給水度參考值[3]巖石名稱礫石粗砂中砂細砂亞粘土粘土泥炭孔隙度（%）4042475080給水度0.3-0.350.25-0.30.2-0.250.15-0.20.04-0.075.巖石的透水性及其影響因素巖石的透水性是指巖石允許水透過的能力。其定量指標是滲透系數(shù)。滲透系數(shù)是反映巖石透水性的重要指標，它反映了水在巖石中流動所受阻力情況，與空隙類型、大小及水的粘滯阻力有關(guān)。表4-2給出了黃、淮、海平原地區(qū)滲透系數(shù)的經(jīng)驗值供參考。表4-3為常見巖石透水程度參照表?？障洞笮〖翱障抖嗌贈Q定著巖石透水性的強弱，但兩者的影響并不相等，空隙大小經(jīng)常起決定性作用。對于松散巖類來說，孔隙度變化較小，給水度的大小在很大程度上可以說明透水性的好壞。表4-2黃、淮、海平原地區(qū)滲透系數(shù)經(jīng)驗值一覽表[3]巖性滲透系數(shù)（m/d表4-2黃、淮、海平原地區(qū)滲透系數(shù)經(jīng)驗值一覽表[3]巖性滲透系數(shù)（m/d）巖性滲透系數(shù)（m/d）砂卵石80粉細砂5-8砂礫石40-50粉砂2-3粗砂20-30亞砂土0.2中粗砂22亞砂-亞粘土0.1中砂20亞粘土0.02中細砂17粘土0.001細砂6-8表4-3巖石透水性參照表[3]透水程度滲透系數(shù)（m/d表4-3巖石透水性參照表[3]透水程度滲透系數(shù)（m/d）代表巖性強透水>10卵石、礫石、粗砂、具溶洞的灰?guī)r良透水10-1.0砂、裂隙巖石半透水1.0-0.01亞砂土、黃土、泥灰?guī)r、砂巖弱透水0.01-0.001亞粘土、粘土質(zhì)砂巖不透水（隔水）<0.001粘土、致密的結(jié)晶巖、泥質(zhì)巖劃分含水層和隔水層的標志并不在于巖層是否含水，關(guān)健在于所含水的性質(zhì)?？障都毿〉膸r層，所含的幾乎全是結(jié)合水。而結(jié)合水在通常條件下是不能運動的，這類巖層起著阻隔水通過的作用，所以構(gòu)成隔水層?？障遁^大的巖層，則含有重力水，在重力作用下能透過和給出水，即構(gòu)成含水層。含水層和隔水層的劃分又是相對的，并不存在截然的界限。例如，粗砂層中的泥質(zhì)粉砂夾層，由于粗砂的透水和給水能力比泥質(zhì)粉砂強，相對而言，后者可視為隔水層。而同樣的泥質(zhì)粉砂若夾在粘土層中，由于其透水和給水的能力比粘土強，又當視為含水層了。在一定條件下，含水層與隔水層可以互相轉(zhuǎn)化。例如在正常條件下，粘性土層，特別是小孔隙的粘土層，由于飽含結(jié)合水而不能透水與給水，起著隔水層的作用。但當孔隙足夠大時，在較大的水頭差作用下，部分結(jié)合水會發(fā)生運動，粘土層便能透水并給出一定數(shù)量的水。這種現(xiàn)象實際上普遍存在著。對于這種兼具隔水與透水性能的巖層，可稱為半含水——半隔水層。所謂的越流滲透主要是在這類巖層中進行的。含水層只是個形象的名稱，對松散巖土是比較合適的。因為松散巖土多呈層狀，其間孔隙的分布連續(xù)而均勻，因此賦存的地下水也呈連續(xù)均勻的層狀分布。但對堅硬巖石中的裂隙及可溶性巖石中的溶隙，由于空隙發(fā)育的不均勻性，其中的地下水并非為層狀分布，而只在巖層的某些部位，有若干裂隙、溶隙發(fā)育且互相連通時，才分布有水。例如：當一條大的斷層穿越不同巖性的地層時，只有在斷裂帶中水的分布連續(xù)且比較均勻。又如在巖溶化的地層中，只有在溶隙發(fā)育的部位才含有水，而并非整個巖層都含有水。因此，在這樣一些情況下，將含水巖體統(tǒng)稱為“含水層”是不恰當?shù)?，通常就稱其為含水系統(tǒng)。所謂系統(tǒng)，是針對地下水的賦存和運移而言，即指巖體中在一定程度上和在一定范圍內(nèi)相互連通的空隙。在一個系統(tǒng)中的地下水，可將其看成一個整體，具有統(tǒng)一的水力聯(lián)系，即當這個系統(tǒng)的某些部位接受外界水補給時，整個系統(tǒng)的水量就將增加；而當系統(tǒng)中任何一處向外排水或人為取水時，則整個含水系統(tǒng)的水量將減少。此外，當我們進行地下水資源評價或?qū)Φ叵滤倪\動、轉(zhuǎn)化進行研究時，所注重的不僅僅是地下水的分布狀況，更重要的還有地下水的動態(tài)特征。因此，對地下水的分布和運動按系統(tǒng)概念進行研究將更為全面和合理。從這個意義上說，賦存地下水的巖土，不論其空隙屬性是裂隙、溶隙或孔隙，都可稱為地下水含水系統(tǒng)，包括孔隙含水系統(tǒng)、裂隙含水系統(tǒng)和巖溶含水系統(tǒng)等。含水層的構(gòu)成是由多種因素決定的，概括起來應(yīng)具備下列條件：1.要有儲水空間構(gòu)成含水層首先要有儲水空間，也就是說應(yīng)當具有孔隙、裂隙或溶隙等空間。巖層的儲水空間越大、數(shù)量越多、連通性越好，則透水性能就越好，重力水就越容易入滲、流動。這種條件下有利于形成含水層。2.要有儲存地下水的地質(zhì)構(gòu)造條件有利于地下水儲存的地質(zhì)構(gòu)造條件是指，在透水性良好的巖層下存在有隔水（不透水或弱透水）的巖層，以免重力水向下全部漏失；或在水流方向上有隔水巖體阻擋，以滯存地下水。只有這樣，才能使運動于空隙中的重力水，較長久的儲存起來，充滿巖層空隙，形成含水層。3.具有良好的補給來源巖層具備了良好的儲水空間和構(gòu)造條件，如果水源不足，仍不能成為含水層，因為這種巖層在枯水期往往會干枯。只有當巖層有了充足的補給來源，對供水有一定實際意義時，才能構(gòu)成含水層。四、蓄水構(gòu)造由含水層和隔水層相互結(jié)合而形成的能夠積蓄地下水的地質(zhì)構(gòu)造稱蓄水構(gòu)造。每個蓄水構(gòu)造中地下水的補給、逕流和排泄都是獨立的。因此，蓄水構(gòu)造也就是獨立的水文地質(zhì)單元。蓄水構(gòu)造是從水文地質(zhì)學(xué)觀點研究地質(zhì)構(gòu)造得出的概念，目前已把這個概念運用在基巖山區(qū)。而在松散巖層地區(qū)對蓄水構(gòu)造的歸納和研究尚不成熟。在堅硬巖層分布區(qū)，主要有單斜蓄水構(gòu)造、背斜蓄水構(gòu)造、向斜蓄水構(gòu)造、斷裂型蓄水構(gòu)造、侵入接觸型蓄水構(gòu)造、巖溶型蓄水構(gòu)造等。在松散沉積物分布區(qū)，也有人根據(jù)沉積物的成因類型及其空間分布特征和水源條件劃分出：山前沖洪積型蓄水構(gòu)造、河谷沖積型蓄水構(gòu)造、湖盆沉積型蓄水構(gòu)造、冰川沉積型蓄水構(gòu)造等。不同的蓄水構(gòu)造對含水層的埋藏、地下水補給和水質(zhì)、水量都有較大影響，所以在水文地質(zhì)調(diào)查工作中，首先要把工作重點放在查明蓄水構(gòu)造上，才能進而查清水文地質(zhì)條件。五、含水層的埋藏條件1.包氣帶地表以下地下水面以上的巖土層，其空隙未被水充滿，空隙中仍包含著部分空氣，該巖土層即稱為包氣帶。包氣帶水泛指貯存在包氣帶中的水，包括通稱為土壤水的吸著水、薄膜水、毛細水、氣態(tài)水和過路的重力滲入水，以及由特定條件所形成的屬于重力水狀態(tài)的上層滯水。上層滯水接近地表，補給區(qū)和分布區(qū)一致，可受當?shù)卮髿饨邓暗乇硭娜霛B補給，并以蒸發(fā)的形式排泄。在雨季可獲得補給并儲存一定的水量；而在旱季則逐漸消失，甚至干涸，其動態(tài)變化顯著。且由于自地表至上層滯水的補給途徑很短，極易受污染。有時也將包氣帶水稱之為非飽和帶水。包氣帶居于大氣水、地表水和地下水相互轉(zhuǎn)化、交替的地帶，包氣帶水是水轉(zhuǎn)化的重要環(huán)節(jié)，研究包氣帶水的形成及運動規(guī)律，對于剖析水的轉(zhuǎn)化機制及掌握淺層地下水的補排、均衡和動態(tài)規(guī)律具有重要意義。研究包氣帶的厚度、結(jié)構(gòu)、巖性、滲透性及污染物在包氣帶中的吸附與解吸、沉淀與溶解、機械過濾、化學(xué)反應(yīng)等作用，對于研究污染物從地表轉(zhuǎn)入地下水環(huán)境，評價預(yù)測建設(shè)工程對地下水的環(huán)境影響意義重大。包氣帶是地表物質(zhì)進入地下含水層的必經(jīng)之路，因而是地下水環(huán)境評價工作的重點研究對象。2.包氣帶與飽水帶地下水自由水面以上部分為包氣帶，以下部分稱作飽水帶。在包氣帶中，巖石空隙沒有充滿液態(tài)水，近地表部分主要分布氣態(tài)水及結(jié)合水，靠近下部接近飽水帶部位，由于毛細力的作用，重力水從地下水面上升到一定高度（毛細上升高度），形成毛細水帶。包氣帶中還有正在下滲的“過路”重力水以及被毛細力滯留在包氣帶上部的懸掛毛細水。飽水帶中巖石空隙全部充滿液態(tài)水，有重力水也有結(jié)合水，是開發(fā)利用與保護的主要對象。根據(jù)埋藏條件分為潛水和承壓水。3.潛水飽水帶中第一個具有自由水面的含水層中的水稱作潛水。潛水沒有隔水頂板，或只有局部的隔水頂板。潛水的水面為自由水面，稱作潛水面。從潛水面到隔水底板的距離為潛水含水層厚度。潛水面到地面的距離為潛水埋藏深度。表4-4某些松散巖石的最大毛細上升高度[3]表4-4某些松散巖石的最大毛細上升高度[3]巖石名稱最大毛細上升高度（cm）粗砂（粒徑=0.5-1.0mm）2-4中砂（粒徑=0.25-0.5mm）12-35細砂（粒徑=0.1-0.25mm）35-120亞砂土120-250亞粘土300-350粘土500-600潛水通過包氣帶與大氣圈及地表水圈發(fā)生聯(lián)系。所以，氣象、水文因素的變動對其影響顯著，豐水季節(jié)或豐水年，潛水接受的補給量大于排泄量，潛水面上升，含水層厚度加大，埋藏深度變小。干旱季節(jié)排泄量大于補給量，潛水面下降，含水層變薄，埋藏深度加大。因此，潛水的動態(tài)有明顯的季節(jié)變化。潛水積極參與循環(huán)，其資源易于補給恢復(fù)。潛水的水質(zhì)變化很大，主要取決于氣侯、地形及巖性條件。濕潤氣侯及切割強烈的地形，有利于潛水的逕流排泄而不利于蒸發(fā)排泄，往往形成含鹽量不高的淡水。干旱氣侯與低平地形下，潛水以蒸發(fā)排泄為主，常形成含鹽量相對高的咸水。潛水容易受到污染，對潛水水源應(yīng)注意加強環(huán)境保護。一般情況下，潛水面不是水平的，而是一個向排泄區(qū)傾斜的曲面，起伏變化大體與地形一致，但常較地形起伏緩和。潛水面上各點的高程稱作潛水位。相等水位點的連線稱等水位線。等水位線的法線方向是地下水的流向。4.承壓水充滿于兩個隔水層之間的含水層中的水叫做承壓水。承壓含水層上、下部的隔水層分別稱作隔水頂板和隔水底板。頂?shù)装逯g的距離為含水層厚度。承壓水受到隔水層的限制，它與大氣圈、地表水圈的聯(lián)系很弱。當頂?shù)装甯羲阅芰己脮r，它主要通過含水層出露地表的補給區(qū)（該地段地下水已轉(zhuǎn)變?yōu)闈撍┇@得補給，并通過范圍有限的排泄區(qū)進行排泄。當頂?shù)装鍨樗礁羲畬訒r，它還可以通過半隔水層，從上部或下部的含水層獲得補給，或向上、下部含水層排泄。無論在哪種情況下，承壓水參與水循環(huán)都不如潛水那樣積極。因此，氣侯、水文因素的變化對承壓水的影響較小，承壓水動態(tài)比較穩(wěn)定。承壓水和潛水一樣，很大程度上來源于現(xiàn)代滲入水（大氣降水、地表水）。但是，由于承壓水的埋藏條件使其與外界的聯(lián)系受到限制，一定條件下含水層中可以保留很古老的水，有時甚至是與沉積物同時沉積下來的水（如在海相沉積物中保留下當時的海水，在湖相沉積物中保留下當時的湖水等）。總的來說，承壓水不象潛水那樣容易補充恢復(fù)，但由于其含水層厚度一般較大，往往具有良好的多年調(diào)節(jié)性。承壓水的水質(zhì)變化很大，從淡水直到含鹽量高的鹵水都有。承壓水的補給、逕流、排泄條件越好，參加水循環(huán)越積極，水質(zhì)就越接近入滲的大氣降水及地表水，形成含鹽量較低的淡水。補給、逕流、排泄條件越差，水循環(huán)越緩慢，水從巖層中溶出的鹽分就越多，水的含鹽量就越高。有的承壓含水層與外界幾乎不發(fā)生聯(lián)系，保留著經(jīng)過濃縮的古海水，含鹽量可以達到每升數(shù)百克之多。承壓水一般不易受到污染。但是，一旦污染后很難使其凈化，因此在開發(fā)利用時應(yīng)注意水源的衛(wèi)生保護。六、地下水的補給、排泄與逕流補給與排泄是含水層與外界發(fā)生聯(lián)系的兩個作用過程。補給與排泄方式及其強度，決定著含水層內(nèi)部的逕流以及水量與水質(zhì)的變化。這些變化在空間上的表現(xiàn)就是地下水的分布，在時間上的表現(xiàn)便是地下水的動態(tài)，而從補給與排泄的數(shù)量關(guān)系研究含水層水量及鹽量的增減，便是地下水的均衡。只有對地下水的補給、逕流、排泄過程建立起清晰的概念，才有可能正確的分析與評價地下水資源，采取有效的興利防害措施。（一）地下水的補給含水層自外界獲得水量的作用過程稱作補給。地下水的補給來源主要有：大氣降水、地表水和灌溉回滲水。近年來，地下水的人工補給，已經(jīng)成為一種不可忽視的補給來源。1.大氣降水的補給大氣降水通過巖層空隙滲入補給地下水。降雨初期，雨量較小時，先在包氣帶中形成結(jié)合水、懸掛毛細水，而不能進入含水層形成補給作用。隨著雨量加大結(jié)合水和懸掛毛細水達到極限，在重力作用下繼續(xù)下滲進入含水層，引起水位升高，形成補給作用。大氣降水是地下水最普遍的補給來源。對一個獨立流域來說，地表逕流也是流域內(nèi)的大氣降水轉(zhuǎn)化來的，因此，降水量的大小對一個地區(qū)地下水的補給來源起著控制作用。影響降水補給的因素主要有：降水強度、包氣帶巖性與厚度、地形坡度、植被發(fā)育情況等。降水強度（mm/h）超出包氣帶的入滲速率，部分降水便形成地表逕流，補給地下水的部分所占比例相應(yīng)減少。降水強度小而連續(xù)時間不長時，入滲的水先濕潤包氣帶，而后又蒸發(fā)返回大氣圈，不利于補給地下水。綿綿細雨對地下水的補給最為有利。包氣帶的透水性越好，降水轉(zhuǎn)為地下水的份額越大。反之，包氣帶透水不良，降水中的相當一部分便轉(zhuǎn)為地表逕流。包氣帶土質(zhì)越是粘重、厚度越大，滯留的入滲水越多，對地下水的補給越不利。地形坡度越大，坡流急促，入滲時段縮短，不利于水的下滲。反之，若地形平緩，坡流緩慢，入滲時段延長，轉(zhuǎn)為地下水的部分就越多。但要注意，只有當降水強度超過包氣帶的入滲速率形成表流時，地形坡度才能影響降水的入滲。植被有利于降水對地下水的補給。一方面，植被阻滯了地表徑流。另一方面，林下土壤有機質(zhì)多，結(jié)構(gòu)性好，樹下根系使表土透水性增強，落葉又保護土壤結(jié)構(gòu)免遭雨滴的破壞。所有上述作用中，最關(guān)鍵、最主要的是降水量和包氣帶的巖性與厚度。圖4-1地表水與地下水的補給關(guān)系2.地表水的補給地表水包括河流、湖泊、水庫、海洋等，都可補給地下水。環(huán)評工作中常見的以河流為主，故僅以河流為例進行分析。河流與地下水之間的補給，取決于河水位與地下水位的關(guān)系，這種關(guān)系沿著河流縱斷面有所變化。見圖4-1：a、山區(qū)河流深切，河水位常低于地下水位，起排泄地下水的作用；b、進入山前，堆積作用加強，河床位置抬高，地下水埋深增大，經(jīng)常是河水補給地下水;c、沖積平原上部，河水位與地下水位接近，汛期河水補給地下水，非汛期地下水補給河水；d、到了沖積平原中下部，由于強烈的堆積作用，多形成所謂的“地上河”，因此經(jīng)常是河水補給地下水。圖4-1地表水與地下水的補給關(guān)系河流補給地下水時，補給量的大小取決于下列因素：河床以下地層的透水性、河流與地下水有聯(lián)系部分的長度及河床濕周（浸水周界），河水位與地下水位高差，以及河床過水時間的長短。河床透水性對補給地下水影響很大。巖溶發(fā)育地區(qū)往往整條河流轉(zhuǎn)入地下。由砂礫石組成的山前沖洪積扇上緣，地表水呈輻射狀、散流狀，滲漏量相當大。但接近中下游，當河床與下伏含水層之間存在隔水層時，盡管河水很多，對地下水補給卻明顯減少。河道愈是寬廣、河水位愈高，河床濕周便愈長，愈有利于對地下水的補給。圖4-2河水補給引起地下水位抬高我國北方的河流大多是間歇性的，每年僅在汛期的一、二個月有水。汛前，河床以下的包氣帶含水不足，初汛來臨，河水浸濕包氣帶，并垂直下滲（圖4-2）。開始，河水與地下水并不相連，下滲水使地下水面凸起（圖4-2a）；隨著地下水位提高，地表水與地下水聯(lián)成一體，被抬高的地下水面向外擴展，河水滲漏量變?。▓D4-2b）；河水斷流后，地下水位逐漸趨平，使一定范圍內(nèi)地下水位普遍抬高（圖4-2c）。應(yīng)當注意，河水的滲漏量有一部分是消耗于補充包氣帶濕度的，當河流過水時間不長，且河床由細粒物質(zhì)組成時，這部分水可占相當大的比例。這種情況下，不能簡單地把河水滲漏當作補給地下水的量。圖4-2河水補給引起地下水位抬高地表水對地下水的補給與大氣降水不同：后者是面狀補給，普遍而均勻，前者是線狀（帶狀）補給，局限于地表水體的周邊。地表水體附近的地下水，既接受降水補給，又接受地表水的補給，經(jīng)開采后與地表水的水位差加大，可使地下水得到更多的（增加）補給量。因此，河流附近的地下水一般比較豐富。潛水和承壓含水層接受降水和地表水補給的條件不同。潛水在整個含水層分布面積上都能直接接受補給。承壓水則僅在含水層出露于地表，或與地表連通處（在此處已轉(zhuǎn)化為潛水）方能獲得補給。因此，地質(zhì)構(gòu)造與地形的配合關(guān)系，對承壓含水層的補給影響極大。（二）地下水的排泄含水層失去水量的過程稱作排泄。在排泄過程中，含水層的水質(zhì)也發(fā)生相應(yīng)變化。地下水的排泄方式是多樣的，可通過“泉”作點狀排泄，通過向河水泄流作線狀排泄，通過蒸發(fā)消耗作面狀排泄。此外，一個含水層的水可向另一個含水層排泄。此時對后者來說，也是從前者獲得補給。開發(fā)利用地下水或用井孔、渠道排除地下水，都屬于地下水的人工排泄。蒸發(fā)排泄僅消耗地下水量，鹽分仍留在地下水中，故此種排泄方式會使地下水礦化度升高，水質(zhì)發(fā)生變化。其它種類的排泄，均屬于逕流排泄，鹽分隨同水分一起排走，一般不引起水質(zhì)變化。（三）地下水的逕流地下水由補給區(qū)流向排泄區(qū)的過程稱作逕流。逕流是連接補給與排泄的中間環(huán)節(jié)，通過逕流，含水層中的水、鹽由補給區(qū)輸送到排泄區(qū)，逕流的強弱影響著含水層的水量與水質(zhì)。除某些構(gòu)造封閉的自流盆地及地勢十分平坦地區(qū)的潛水外，地下水都處于不斷的逕流過程中。地下水的逕流方向是環(huán)評工作中應(yīng)該注意的問題。最簡單情況下，含水層中地下水自一個集中的補給區(qū)流向集中的排泄區(qū)，具有單一逕流方向。地下水的逕流方向總體上受地勢控制，從上游流向下游。局部受地形控制從高處流向低處?？刂频叵滤鲃臃较虻母疽蛩厥撬缓退徊睿谒^作用下地下水從高水位流向低水位。例如在山前沖洪積扇的水源地附近一定范圍內(nèi)，地下水的流向并不都是背向山區(qū)流向平原，而是向著取水構(gòu)筑物（水井）流動，因為井水位低于周邊地下水位。七、地下水運動的基本定律地下水可以在飽水的巖層中或非飽水的巖層中運動。以往的研究多集中于飽水帶重力水的運動，而對包氣帶水、結(jié)合水的運動規(guī)律尚沒有成熟公認的研究成果。在此也僅就飽水帶重力水穩(wěn)定水流的運動規(guī)律略加介紹。（一）滲流的基本概念地下水在巖石空隙（孔隙、裂隙及溶隙）中的運動稱為滲透。由于巖石的空隙形狀、大小和連通程度的變化，地下水在這些空隙中的運動是十分復(fù)雜的。要掌握地下水在每個實際空隙通道中的流動特征是不可能的，也是不必要的。實際研究工作中，常用一種假想的水流去代替巖石空隙中的實際水流。這種假想的水流，一方面認為它是連續(xù)地充滿整個巖石空間（包括空隙和巖石骨架所占的空間），就好象沒有巖石骨架存在的地表水流一樣。另一方面，它要符合以下條件：1.假想水流通過任一斷面必須等于真正水流通過同一斷面的流量；2.假想水流在任一斷面的水頭必須等于真正水流在同一斷面的水頭；3.假想水流在運動中所受的阻力必須等于真正水流所受的阻力。滿足上述假想條件的水流，通常稱為滲透水流，或簡稱滲流。發(fā)生滲流的區(qū)域稱為滲流場或逕流場。這樣通過對假想水流的研究，可以掌握真實水流運動的規(guī)律。由于巖石的空隙在一般情況下都很細小，因而地下水在流動過程中受到的阻力是很大的。所以地下水滲流速度遠比地表水流速小。通常地表水的流速都以“米/秒”來度量，因為其流速常在每秒一到數(shù)米之間。而地